A föld egészének hőmérlege egyenlő. A földfelszín hőmérlegének egyenlete. Nézze meg, mi a "földfelszín termikus egyensúlya" más szótárakban
A napsugárzást elnyelő és felmelegedő földfelszín maga is hősugárzás forrásává válik a légkörbe és azon keresztül a világtérbe. Minél magasabb a felületi hőmérséklet, annál nagyobb a sugárzás. A Föld saját hosszúhullámú sugárzása többnyire a troposzférában marad vissza, amely felmelegszik és sugárzást - légköri ellensugárzást - bocsát ki. A sugárzás közötti különbség a Föld felszíne a légkör ellensugárzását pedig effektív sugárzásnak nevezzük. Ez a Föld felszínének tényleges hőveszteségét mutatja, és körülbelül 20%.
A légkör a földfelszíntől eltérően többet sugároz, mint amennyit elnyel. Az energiahiányt a vízgőzzel együtt a földfelszínről érkező hő, valamint a turbulencia (a földfelszín közelében felmelegedett levegő felemelkedése során) kompenzálja. Az alacsony és magas szélességi körök között fellépő hőmérsékleti kontrasztok az advekciónak köszönhetően kisimulnak - a tengeri hőátadás és főleg a légáramlatok alacsony szélességi körökről magasra (az ábra jobb oldala).
Az általános földrajzi következtetésekhez az évszakok változásából adódó ritmikus sugárzási ingadozások is fontosak, hiszen ettől függ egy-egy terület termikus rezsimje. A földtakarók visszaverő tulajdonságai, a közegek hőkapacitása és hővezető képessége tovább bonyolítja a hőenergia átadását és a hőenergia-jellemzők eloszlását.
A hőmennyiséget az egyenlet írja le hőegyensúly amely minden földrajzi régiónak megvan a maga. Legfontosabb összetevője a földfelszín sugárzási egyensúlya. A napsugárzást a talaj és a levegő (és a víz) melegítésére, a párolgásra, a hó és jég olvadására, a fotoszintézisre, a talajképződési folyamatokra és a kőzetek mállására fordítják. Mivel a természetet mindig az egyensúly jellemzi, egyenlőség figyelhető meg az energia érkezése és fogyasztása között, amit a földfelszín hőmérlegének egyenlete fejez ki:
ahol R a sugárzási mérleg; LE a víz elpárologtatására és a hó vagy jég olvadására fordított hő (L a párolgás vagy párolgás látens hője; E a párolgás vagy kondenzáció sebessége); A - vízszintes hőátadás levegő- és óceáni áramlatokkal vagy turbulens áramlással; P - a földfelszín hőcseréje levegővel; B - a föld felszínének hőcseréje talajjal és kőzetekkel; F - fotoszintézis energiafogyasztása; C - energiafelhasználás talajképződéshez és málláshoz; Q+q - teljes sugárzás; a - albedó; I - a légkör hatékony sugárzása.
A fotoszintézisre és talajképzésre fordított energia részaránya a sugárzási költségvetés kevesebb mint 1%-át teszi ki, ezért ezek az összetevők gyakran kimaradnak az egyenletből. A valóságban azonban számíthatnak, mivel ez az energia képes felhalmozódni és más formákká átalakulni (konvertálható energia). A konvertibilis energia felhalmozódásának kis teljesítményű, de hosszú távú (több százmillió éves) folyamata jelentős hatással volt a földrajzi burkolatra. Körülbelül 11 x 10 14 J/m2 energiát halmozott fel üledékes kőzetekben diszpergált szerves anyagokban, valamint szén, olaj és pala formájában.
A hőmérleg egyenlete bármilyen földrajzi területre és időintervallumra levezethető, figyelembe véve az éghajlati viszonyok sajátosságait és az összetevők hozzájárulását (szárazföldre, óceánra, jégképződésű, fagymentes területekre stb.).
Hőátvitel és -elosztás
A hő átadása a felszínről a légkörbe háromféleképpen történik: hősugárzással, a levegő felmelegedésével vagy lehűlésével a talajjal érintkezve, valamint a víz elpárolgásával. A légkörbe felszálló vízgőz lecsapódik és felhőket képez, vagy csapadékként kihullik, és az ilyenkor felszabaduló hő a légkörbe kerül. A légkör által elnyelt sugárzás és a vízgőz kondenzációs hője késlelteti a hőveszteséget a földfelszínről - a helyszínről. A száraz területeken ez a hatás csökken, és a legnagyobb napi és éves hőmérsékleti amplitúdókat figyeljük meg. A legkisebb hőmérsékleti amplitúdók az óceáni régiókban rejlenek. Hatalmas tározóként az óceán több hőt tárol, ami csökkenti a víz magas fajhője miatti éves hőmérséklet-ingadozásokat. Így a Földön a víz hőakkumulátorként fontos szerepet játszik.
A hőmérleg szerkezete a földrajzi szélességtől és a táj típusától függ, amely viszont maga is attól függ. Nemcsak az Egyenlítőtől a sarkok felé haladva változik jelentősen, hanem a szárazföldről a tenger felé haladva is. A szárazföld és az óceán mind az elnyelt sugárzás mennyiségében, mind a hőeloszlás jellegében különbözik. Az óceánban nyáron a hő több száz méteres mélységig terjed. A meleg évszakban az óceán 1,3·109-2,5·109 J/m2-ről halmozódik fel. A szárazföldön a hő csak néhány méteres mélységig terjed, a meleg évszakban itt körülbelül 0,1·10 9 J/m2 halmozódik fel, ami 10-25-ször kevesebb, mint az óceánban. A nagy hőellátás miatt az óceán télen kevésbé hűl, mint a szárazföld. A számítások azt mutatják, hogy az óceán egyszeri hőtartalma 21-szer nagyobb, mint a földfelszín egészének ellátása. Még egy 4 méteres óceánvízrétegben is négyszer több hő van, mint a teljes légkörben.
Az óceánok által elnyelt energia akár 80%-át a víz elpárologtatására használják fel. Ez évi 12·10 23 J/m2, ami 7-szerese a földhőmérleg hasonló cikkének. Az energia 20%-át a légkör turbulens hőcseréjére fordítják (ami szintén több, mint a szárazföldön). Az óceán és a légkör függőleges hőcseréje a vízszintes hőátadást is serkenti, aminek következtében az részben a szárazföldre kerül. 50 méteres vízréteg vesz részt az óceán és a légkör közötti hőcserében.
A Föld-légkör rendszer hőegyensúlya
1. A Föld egésze, különösen a légkör és a Föld felszíne termikus egyensúlyi állapotban van, ha hosszú időn át (egy év, vagy jobb esetben több év) vesszük figyelembe a körülményeket. Átlaghőmérsékletük évről évre alig változik, és egyik hosszú távú időszakról a másikra szinte változatlan marad. Ebből következik, hogy a hő beáramlása és vesztesége kellően hosszú időn keresztül egyenlő vagy csaknem egyenlő.
A Föld hőt kap a napsugárzás elnyelésével a légkörben és különösen a földfelszínen. Hőt veszít azáltal, hogy a földfelszínről és a légkörből hosszú hullámú sugárzást bocsát ki a világűrbe. A Föld egészének termikus egyensúlya mellett a napsugárzás beáramlásának (a légkör felső határáig) és a sugárzásnak a légkör felső határáról a világtérbe való visszatérésének egyenlőnek kell lennie. Más szóval, a légkör felső határán sugárzási egyensúlynak, azaz nullával egyenlő sugárzási egyensúlynak kell lennie.
A légkör külön-külön véve hőt nyer és veszít azáltal, hogy elnyeli a nap- és földsugárzást, és sugárzását fel-le adja. Ráadásul nem sugárzó módon hőt cserél a földfelszínnel. A hővezetés a földfelszínről a levegőbe vagy fordítva kerül átadásra. Végül a hőt a víz elpárologtatására fordítják az alatta lévő felületről; majd a vízgőz lecsapódásakor a légkörbe kerül. Mindezeknek a légkörbe és onnan kifelé irányuló hőáramoknak hosszú időn keresztül egyensúlyozniuk kell.
Rizs. 37. A Föld, a légkör és a földfelszín hőegyensúlya. 1 - rövidhullámú sugárzás, II - hosszúhullámú sugárzás, III - nem sugárzáscsere.
Végül a földfelszínen a nap- és légköri sugárzás elnyeléséből adódó hőbeáramlás, magának a földfelszínnek a kisugárzásával történő hőleadása, valamint a közte és a légkör között zajló nem sugárzó hőcsere egyensúlyba kerül.
2. A légkörbe jutó napsugárzást vegyük 100 egységnek (37. ábra). Ebből a mennyiségből 23 egység visszaverődik a felhőkből és kerül a világűrbe, 20 egységet a levegő és a felhők nyelnek el, és ezáltal felmelegítik a légkört. További 30 egység sugárzás oszlik el a légkörben, és ebből 8 egység kerül a világűrbe. 27 egység közvetlen és 22 egység diffúz sugárzás éri el a földfelszínt. Ebből 25 + 20 = 45 egység nyelődik el és melegíti fel a talaj és víz felső rétegeit, 2 + 2 = 4 egység pedig visszaverődik a világtérbe.
Tehát a légkör felső határától visszamegy a világűrbe 23 + 8 + 4 = 35 egység<неиспользованной>napsugárzás, azaz a légkör határáig beáramlásának 35%-a. Ezt az értéket (35%), mint már tudjuk, a Föld albedójának nevezzük. A légkör felső határán a sugárzási egyensúly fenntartásához szükséges, hogy a földfelszínről további 65 egységnyi hosszúhullámú sugárzás menjen ki rajta.
3. Térjünk most a földfelszínre. Mint már említettük, 45 egység közvetlen és diffúz napsugárzást nyel el. Ezenkívül a légkörből származó hosszú hullámú sugárzás a földfelszín felé irányul. A légkör hőmérsékleti viszonyai szerint 157 egységnyi energiát sugároz ki. Ebből a 157 egységből 102 a földfelszín felé irányul és elnyeli, 55 pedig a világűrbe kerül. Így a 45 egységnyi rövidhullámú napsugárzás mellett a földfelszín kétszer annyi hosszú hullámú légköri sugárzást nyel el. Összességében a földfelszín 147 egységnyi hőt kap a sugárzás elnyeléséből.
Nyilvánvaló, hogy termikus egyensúly esetén ugyanannyit kell veszítenie. Saját hosszúhullámú sugárzása révén 117 egységet veszít. További 23 egység hőt fogyaszt el a földfelszín a víz elpárolgása során. Végül a vezetés révén a földfelszín és a légkör közötti hőcsere folyamatában a felszín 7 egység hőt veszít (a hő nagy mennyiségben hagyja el a légkörben, de kompenzálja a fordított átvitel, ami mindössze 7 egység Kevésbé).
Összességében tehát a Föld felszíne 117 + 23 + + 7 = 147 egység hőt veszít, vagyis ugyanannyit, mint amennyit a nap- és légköri sugárzás elnyelésével kap.
A földfelszín 117 egységnyi hosszúhullámú sugárzásából 107 egységet nyel el a légkör, 10 egység pedig a légkörön túl jut a világűrbe.
4. Most végezzük el a légkör számítását. A fentiek szerint 20 egység napsugárzást, 107 egység földi sugárzást, 23 egység kondenzációs hőt nyel el és 7 egység hőcsere folyamatában a földfelszínnel. Ez összesen 20 + 107 + 23 + 7 = 157 egységnyi energiát tesz ki, vagyis annyit, amennyit maga a légkör kisugároz.
Végül ismét a légkör felső felületére térünk. Ezen keresztül 100 egység napsugárzás jön vissza, és 35 egység visszavert és szórt napsugárzás, 10 egység földi sugárzás és 55 egység légköri sugárzás, összesen 100 egység. Így a légkör felső határán is egyensúly van az energia beáramlása és visszatérése között, itt pedig csak a sugárzó energia. A Föld és a világtér között a sugárzási folyamatokon kívül nincs más hőcsere-mechanizmus.
Valamennyi megadott számadat semmiképpen sem teljes körű megfigyelések alapján került kiszámításra. Ezért nem szabad teljesen pontosnak tekinteni őket. Nem egyszer történtek rajtuk kisebb változtatások, amelyek azonban nem változtatnak a számítás lényegén.
5. Vegyük észre, hogy a légkör és a földfelszín külön-külön is sokkal több hőt sugároz, mint amennyi napsugárzást elnyel egyszerre. Ez érthetetlennek tűnhet. De lényegében ez egy kölcsönös csere, kölcsönös<перекачка>sugárzás. Például a földfelszín végül egyáltalán nem veszít 117 egységnyi sugárzásból, hanem 102 egységet kap vissza ellensugárzás elnyelésével; a nettó veszteség csak 117-102=15 egység. Csak 65 egységnyi földi és légköri sugárzás jut át a légkör felső határán a világtérbe. A 100 egységnyi napsugárzás beáramlása a légkör határára éppen kiegyenlíti a Föld nettó sugárzásveszteségét a visszaverődés (35) és a sugárzás (65) révén.
|
|
 |
 |
A FÖLDFELÜLET TERMÁLIS EGYENSÚLYA
A FÖLDFELÜLET HŐEGYENSÚLYA a földfelszínre belépő és onnan távozó hőáramok algebrai összege. Egyenlettel kifejezve:
ahol R- a földfelszín sugárzási egyensúlya; P- turbulens hőáramlás a földfelszín és a légkör között; LE- párolgási hőfogyasztás; NÁL NÉL- a hő áramlása a föld felszínéről a talaj vagy a víz mélyére vagy fordítva. A mérlegkomponensek aránya az alatta lévő felszín tulajdonságaitól és a hely földrajzi szélességétől függően idővel változik. A földfelszín hőmérlegének jellege és energiaszintje meghatározza a legtöbb exogén folyamat jellemzőit és intenzitását. Adatok a földfelszíni játék hőmérlegéről nagy szerepet az éghajlatváltozás, a földrajzi övezetesség, az élőlények termikus rezsimjének vizsgálatában.
Ökológiai enciklopédikus szótár. - Chisinau: A Moldvai Szovjet Enciklopédia főkiadása. I.I. Nagypapa. 1989
- HŐSUGÁRZÁS
- A FÖLD-LÉGKÖR RENDSZER HŐEGYENSÚLYA
Nézze meg, mi az "A FÖLDFELÜLET HŐEGYENSÚLYA" más szótárakban:
a földfelszín hőegyensúlya- A Föld felszínére érkező és általa kisugárzott hőáramok algebrai összege... Földrajzi szótár
A Föld hőmérlege, a bevitt és kibocsátott energia (sugárzó és hő) aránya a földfelszínen, a légkörben és a Föld légkörrendszerében. A fő energiaforrás a legtöbb fizikai, kémiai és biológiai ... ...
TERMÁLIS EGYENSÚLY- a földfelszín a földfelszínre érkező és onnan távozó hőáramok algebrai összege. Az egyenlettel kifejezve: R + P + LE + B=0, ahol R a földfelszín sugárzási mérlege; P turbulens hőáramlás a föld között ...... Ökológiai szótár
I Hőmérleg - a hő bevételének és fogyasztásának (felhasznált és elveszett) összehasonlítása a különböző termikus folyamatokban (lásd: Termikus folyamat). A technikában T. b. gőzben lezajló termikus folyamatok elemzésére használják... Nagy szovjet enciklopédia
A hőenergia bevételének és felhasználásának összehasonlítása a termikus folyamatok elemzésében. Mind a természeti folyamatok (a légkör hőegyensúlya, az óceán, a földfelszín és a Föld egésze stb.) tanulmányozása során, mind pedig a különböző termikus ... enciklopédikus szótár
A hőenergia bevételének és felhasználásának összehasonlítása a termikus folyamatok elemzésében. Mind a természeti folyamatok (a légkör, az óceán, a földfelszín és a Föld egésze stb. T. b.) tanulmányozásában, mind a bomlástechnikában áll össze. termikus készülékek ...... Természettudomány. enciklopédikus szótár
- (Francia mérleg, a kiegyensúlyozótól a szivattyúig). 1) egyensúly. 2) a számviteli osztályon az összegek átvételére és kiadására vonatkozó elszámolások egyeztetése a helyzet tisztázása érdekében. 3) bármely ország import- és exportkereskedelmének összehasonlításának eredménye. Szójegyzék idegen szavak, belépett... Orosz nyelv idegen szavak szótára
Az atmoszféra és az alatta lévő felület, a légkör által elnyelt és kibocsátott sugárzási energia beáramlásának és kiáramlásának összege és az alatta lévő felület (lásd: Mögöttes felület). R. hangulatára. a felszívódott bejövő részből áll ... ... Nagy szovjet enciklopédia
Föld (a közös szláv földpadlóból, alsó), a harmadik bolygó a Naptól számítva Naprendszer, csillagászati jel Å vagy, ♀. I. Bevezetés Z. méretben és tömegben az ötödik helyet foglalja el a nagy bolygók között, de az ún. földi csoport, a ...... Nagy szovjet enciklopédia
A Föld termobár mezejének fogalma
A sugárzási egyensúly szezonális ingadozásai
A Föld egészének sugárzási rendszerének szezonális ingadozásai megfelelnek az északi és déli félteke besugárzásában bekövetkezett változásoknak a Föld éves Nap körüli forradalma során.
Az egyenlítői övben a naphőben nincs szezonális ingadozás: decemberben és júliusban is a sugárzási mérleg szárazföldön 6-8 kcal/cm 2, tengeren 10-12 kcal/cm 2 havonta.
Trópusi övezetekben a szezonális ingadozások már egészen egyértelműen kifejeződnek. Az északi féltekén - Észak-Afrikában, Dél-Ázsiában és Közép-Amerikában - decemberben a sugárzási mérleg 2-4 kcal / cm 2, júniusban pedig 6-8 kcal / cm 2 havonta. Ugyanez a kép figyelhető meg a déli féltekén is: decemberben (nyáron) magasabb, júniusban (télen) alacsonyabb a sugárzási mérleg.
Az egész mérsékelt övben decemberben a szubtrópusoktól északra (a nulla egyensúlyvonal Franciaországon, Közép-Ázsián és Hokkaido szigetén halad keresztül) negatív az egyenleg. Júniusban még a sarkkör közelében is havi 8 kcal/cm2 a sugárzási mérleg. A sugárzási egyensúly legnagyobb amplitúdója a kontinentális északi féltekére jellemző.
A troposzféra termikus rezsimjét mind a naphő beáramlása, mind a hő és hideg advekcióját végrehajtó légtömegek dinamikája határozza meg. Másrészt magát a légmozgást az egyenlítői és poláris szélességi körök, valamint az óceánok és kontinensek közötti hőmérsékleti gradiens (az egységnyi távolságra eső hőmérséklet-csökkenés) okozza. Ezen összetett dinamikus folyamatok eredményeként jött létre a Föld termobár mezeje. Mindkét eleme - a hőmérséklet és a nyomás - olyannyira összefügg egymással, hogy a földrajzban szokás a Föld egyetlen termobarikus mezőjéről beszélni.
A földfelszín által kapott hőt a légkör és a hidroszféra alakítja át és osztja el újra. A hő főként párolgásra, turbulens hőcserére, valamint a hő szárazföld és óceán közötti újraelosztására fordítódik.
A legnagyobb szám hőt az óceánokból és kontinensekből származó víz elpárologtatására fordítják. Az óceánok trópusi szélességein a párolgás évente körülbelül 100-120 kcal / cm 2 -t, a meleg vízterületeken pedig akár 140 kcal / cm 2 -t is fogyaszt évente, ami egy 2 m-es vízréteg elpárolgásának felel meg. vastag. Az egyenlítői övben sokkal kevesebb energiát fordítanak a párolgásra, azaz körülbelül 60 kcal / cm 2 évente; ez egy méteres vízréteg elpárologtatásának felel meg.
A kontinenseken a párolgási hőfogyasztás a párás éghajlatú egyenlítői zónában jelentkezik. A szárazföld trópusi szélességein elhanyagolható párolgású sivatagok találhatók. A mérsékelt övi szélességeken az óceánokban a párolgás hőköltsége 2,5-szer nagyobb, mint a szárazföldön. Az óceán felszíne elnyeli a rá eső sugárzás 55-97%-át. Az egész bolygón a napsugárzás 80%-a párolgásra, körülbelül 20%-a turbulens hőátadásra megy el.
A víz elpárologtatására fordított hő a gőz kondenzációja során látens párolgáshő formájában a légkörbe kerül. Ez a folyamat nagy szerepet játszik a levegő felmelegítésében és a légtömegek mozgásában.
A vízgőz kondenzációjából a teljes troposzféra maximális hőmennyiségét az egyenlítői szélességi körök kapják - körülbelül 100-140 kcal / cm 2 évente. Ennek oka a trópusi vizekből a passzátszelek által ide beáramló hatalmas mennyiségű nedvesség, illetve a levegő felemelkedése az Egyenlítő fölé. Száraz trópusi szélességeken a párolgási hő mennyisége természetesen elhanyagolható: a kontinentális sivatagokban kevesebb, mint évi 10 kcal/cm2, az óceánok felett pedig körülbelül 20 kcal/cm2 évente. A víz meghatározó szerepet játszik a légkör termikus és dinamikus rezsimjében.
A sugárzó hő turbulens léghőcserével is bejut a légkörbe. A levegő rossz hővezető, ezért a molekuláris hővezető képesség csak a légkör egy kis (néhány méter) alsó rétegét képes melegíteni. A troposzférát turbulens, sugár, örvénykeverés melegíti fel: a földdel szomszédos alsó réteg levegője felmelegszik, sugárban felemelkedik, helyette leszáll a felső hideg levegő, ami szintén felmelegszik. Ily módon a hő gyorsan átkerül a talajból a levegőbe, egyik rétegből a másikba.
A turbulens hőáramlás nagyobb a kontinenseken, és kevésbé az óceánokon. Maximális értékét a trópusi sivatagokban éri el, évi 60 kcal / cm 2 -ig, az egyenlítői és szubtrópusi övezetekben 30-20 kcal / cm 2 -re, mérsékelt égövön pedig évi 20-10 kcal / cm 2 -re csökken. Az óceánok nagyobb területén a víz évente körülbelül 5 kcal/cm2-t bocsát ki a légkörbe, és csak a szubpoláris szélességeken a Golf-áramlat és a Kuroshivo levegője 20-30 kcal/cm2 hőt kap évente.
A párologtatás látens hőjével ellentétben a turbulens áramlást gyengén tartja vissza a légkör. A sivatagok felett felfelé terjed és eloszlik, ezért a sivatagi zónák a légkör lehűlési területeiként működnek.
A kontinensek termikus rezsimje földrajzi helyzetükből adódóan eltérő. Az északi kontinenseken a párolgás hőköltségét a mérsékelt égövben elfoglalt helyük határozza meg; Afrikában és Ausztráliában – nagy területeik szárazsága. Minden óceánban a hő hatalmas hányada párologtatásra fordítódik. Ezután ennek a hőnek egy része átkerül a kontinensekre, és elszigeteli a magas szélességi körök klímáját.
A kontinensek és az óceánok felszíne közötti hőátadás elemzése lehetővé teszi a következő következtetések levonását:
1. Mindkét félteke egyenlítői szélességein a légkör évente legfeljebb 40 kcal / cm 2 hőt kap a felmelegedett óceánokból.
2. Szinte nem jut hő a légkörbe a kontinentális trópusi sivatagokból.
3. A nulla egyensúly vonala áthalad a szubtrópusokon, a 40 0 szélesség közelében.
4. A mérsékelt övi szélességeken a sugárzás hőfogyasztása nagyobb, mint az elnyelt sugárzás; ez azt jelenti, hogy a mérsékelt szélességi körök éghajlati levegő hőmérsékletét nem a napenergia, hanem az advektív (alacsony szélességi körökről hozott) hő határozza meg.
5. A Föld-légkör sugárzási mérlege az Egyenlítő síkjához képest diszszimmetrikus: az északi félteke poláris szélességein eléri a 60-at, a megfelelő déli szélességeken pedig csak 20 kcal/cm 2 évente; hőt adják át északi félteke intenzívebb, mint délen, körülbelül 3-szor. A Föld-légkör rendszer egyensúlya határozza meg a levegő hőmérsékletét.
8.16. A légkör fűtése és hűtése az "óceán-légkör-kontinens" rendszer kölcsönhatásának folyamatában
A napsugarak levegő általi elnyelése legfeljebb 0,1 0 C hőt ad a troposzféra alsó kilométeres rétegének. Az atmoszféra a hőnek legfeljebb 1/3-át kapja közvetlenül a Naptól, 2/3-át pedig a földfelszínből és mindenekelőtt a hidroszférából veszi fel, amely a felszínről elpárolgott vízgőzön keresztül hőt ad át neki. vízhéj.
A bolygó gázburján áthaladó napsugarak a Föld felszínén a legtöbb helyen találkoznak vízzel: az óceánokon, víztestekben és mocsarakban, nedves talajban és a növények lombozatában. A napsugárzás hőenergiáját elsősorban a párolgásra fordítják. Az egységnyi elpárolgó vízre felhasznált hőmennyiséget látens párolgási hőnek nevezzük. A gőz lecsapódásakor a párolgási hő belép a levegőbe és felmelegíti azt.
A naphő víztestek általi asszimilációja eltér a talaj melegítésétől. A víz hőkapacitása körülbelül 2-szer nagyobb, mint a talajé. Ugyanannyi hő mellett a víz kétszer gyengébb melegszik fel, mint a talaj. Lehűléskor az arány megfordul. Ha egy hideg légtömeg áthatol egy meleg óceánfelszínen, akkor a hő akár 5 km-es rétegbe is behatol. A troposzféra felmelegedése a párologtatás látens hőjének köszönhető.
A levegő turbulens keveredése (véletlenszerű, egyenetlen, kaotikus) konvekciós áramokat hoz létre, amelyek intenzitása és iránya a terep jellegétől és a légtömegek bolygókeringésétől függ.
Az adiabatikus folyamat fogalma. A levegő hőkezelésében fontos szerepet játszik az adiabatikus folyamat.
Az adiabatikus folyamat fogalma. A légkör hőkezelésében a legfontosabb szerep az adiabatikus folyamaté. A levegő adiabatikus melegítése és hűtése azonos tömegben történik, hőcsere nélkül más közegekkel.
Amikor a levegő a troposzféra felső vagy középső rétegeiből, vagy a hegyek lejtői mentén leszáll, a ritkább rétegekből sűrűbb rétegekbe kerül, a gázmolekulák közelednek egymáshoz, ütközéseik felerősödnek, a levegőmolekulák mozgásának kinetikus energiája hővé alakul. . A levegő felmelegszik anélkül, hogy hőt kapna sem más légtömegektől, sem a földfelszíntől. Az adiabatikus felmelegedés például a trópusi övezetben, a sivatagok felett és az óceánok felett, ugyanazon a szélességi körön fordul elő. A levegő adiabatikus felmelegedése együtt jár annak kiszáradásával (ez a fő oka a sivatagok kialakulásának a trópusi övezetben).
Emelkedő áramlatokban a levegő adiabatikusan lehűl. A sűrű alsó troposzférából a megritkult középső és felső troposzférába emelkedik. Ugyanakkor csökken a sűrűsége, a molekulák eltávolodnak egymástól, ritkábban ütköznek, a levegő által a felmelegített felületről kapott hőenergia mozgási energiává alakul, mechanikai munkára fordítják a gáz kitágítására. Ez magyarázza a levegő lehűlését, ahogy felemelkedik.
A száraz levegő adiabatikusan lehűl 100 m-enként 1 0 C-kal, ez adiabatikus folyamat. A természetes levegő azonban vízgőzt tartalmaz, amely lecsapódik és hő szabadul fel. Ezért valójában a hőmérséklet 0,6 0 C-kal csökken 100 méterenként (vagy 6 0 C-kal 1 km magasságonként). Ez egy nedves adiabatikus folyamat.
Süllyesztéskor a száraz és a nedves levegő egyaránt felmelegszik, mivel ebben az esetben nem történik páralecsapódás és a párolgási hő nem szabadul fel.
A szárazföld termikus rezsimjének legjellemzőbb sajátosságai a sivatagokban nyilvánulnak meg: a napsugárzás nagy része visszaverődik fényes felületükről, a hőt nem költik el a párolgásra, és a száraz kőzetek felmelegítésére megy el. Tőlük napközben a levegő felmelegszik magas hőmérsékletek. Száraz levegőben a hő nem marad el, és szabadon sugárzik a felső légkörbe és a bolygóközi térbe. A sivatagok a légkör hűsítő ablakaiként is szolgálnak bolygószinten.
A sugárzási mérleget az alatta lévő felszín, a légkör vagy a föld-légkör rendszer által különböző időtartamokon keresztül elnyelt és kibocsátott sugárzási energia bevételének-kiadásának nevezzük (6, 328. o.).
A mögöttes felületi sugárzásmérleg R bemeneti részét a közvetlen nap- és diffúz sugárzás, valamint az alatta lévő felület által elnyelt légköri ellensugárzás alkotja. A ráfordítási részt az alatta lévő felület belső hősugárzása miatti hőveszteség határozza meg (6, 328. o.).
Sugárzási egyensúly egyenlete:
R=(Q+q) (1-A)+d-
ahol Q a közvetlen napsugárzás fluxusa (vagy összege), q a szórt napsugárzás fluxusa (vagy összege), A az alatta lévő felület albedója, a légköri ellensugárzás fluxusa (vagy összege), és az alatta lévő felület belső hősugárzásának fluxusa (vagy összege), e az alatta lévő felület abszorpciós kapacitása (6, 328. o.).
A földfelszín évi sugárzási mérlege Grönland és az Antarktisz jégfennsíkjait kivéve mindenütt pozitív a Földön (5. ábra). Ez azt jelenti, hogy az elnyelt sugárzás éves beáramlása nagyobb, mint az ugyanannyi időre érvényes effektív sugárzás. De ez egyáltalán nem jelenti azt, hogy a földfelszín évről évre melegebb lesz. Az elnyelt sugárzás sugárzás feletti többletét a földfelszínről a levegőbe történő hő átadása a hővezetéssel és a víz fázisátalakulásai során (a földfelszínről történő párolgás, majd a légkörben történő kondenzáció során) egyensúlyozza ki.
Következésképpen a földfelszínre nincs sugárzási egyensúly a sugárzás átvételében és visszaadásában, hanem termikus egyensúly van: a hő beáramlása a földfelszínre sugárzási és nem sugárzási úton egyaránt megegyezik annak visszatérésével. mód.
Hőmérleg egyenlete:
ahol a sugárzó hőáram értéke R, az alatta lévő felület és a légkör közötti turbulens hőáram P, az alatta lévő felület és az alatta lévő rétegek közötti hőáram A, és a párolgás (vagy hőleadás közben) hőfogyasztás kondenzáció) LE (L a párolgás látens hője, E a párolgás vagy kondenzáció sebessége) (4, 7. o.).
Az alapfelülethez viszonyított hő érkezésének és fogyasztásának megfelelően a hőmérleg összetevői pozitív vagy negatív értékűek lehetnek. Hosszú távú következtetésként a Világóceán felső talaj- és vízrétegeinek éves átlaghőmérséklete állandónak tekinthető. Ezért a talajban és a világóceán egészében a függőleges és vízszintes hőátadás gyakorlatilag nullával egyenlő.
Így a hosszú távú levezetésben a földfelszín és a Világóceán éves hőmérlegét a sugárzási mérleg, a párolgási hőveszteségek, valamint az alatta lévő felszín és a légkör közötti turbulens hőcsere alkotja (5. ábra, 6). Az óceán egyes részeinél a hőmérleg feltüntetett összetevői mellett figyelembe kell venni a tengeri áramlatok hőátadását is.
Rizs. 5. A Föld sugárzási mérlege és a napsugárzás érkezése az évre
